A C TA U N IV ER SITA TIS LO D ZIEN SIS
FOLIA SOZOLOGICA 5 69-96 1996
(Acta Univ. Lodz., Folia sozol.)
Zbigniew Ż Y N D U L
FIZ Y C Z N O G E O G R A FIC Z N E W ARUNKI RE ZER W A TÓ W NA PO Ł U D N IU W Z G Ó R Z R A D O M SZC ZA Ń SK IC H
PH Y SIC A L-G EO G R A PH IC A L R E Q U IR E M E N T S IN T H E SO U T H RE G IO N O F T H E RA D O M SK O H IL L S
ABSTRACT: The subject o f the present paper is a physiographic characterization o f the reserves situated in the south region o f the Radomsko Hills. The author has defined geographical location of the area investigation and characterized in detail basic abiotic components o f environment of each o f the reserves. He has also described the relief, lithology of deposits, geological structure and lay o f under- -Ouaternary surface as well as climatic conditions, permeability and soils. Finally, the author has presented an outline o f palaegeographic development o f the land.
T r e ś ć
1. Położenie geograficzne rezerwatów
2. Ogólna charakterystyka wybranych elementów środowiska fizycznogeograficznego Wzgórz Radomszczańskich
2.1. Ukształtowanie powierzchni
2.2. Budowa geologiczna i geneza rzeźby 2.3. Warunki klimatyczne
2.4. Stosunki wodne
3. Charakterystyka i zróżnicowanie przestrzenne wybranych komponentów epigeosfery w obrębie rezerwatów
3.1. Rezerwat cisowy Jasień 3.2. Rezerwat leśny Kobiele Wielkie
3.3. Rezerwat archeologiczno-leśny Góra Chełmo
4. Charakterystyka wyróżnionych typów geokompleksów jako odzwierciedlenie warunków siedliskowych zespołów roślinnych
5. Piśmiennictwo 6. Summary
1. POŁOŻENIE GEOGRAFICZNE REZERWATÓW
Rezerwaty Jasień, Kobiele Wielkie i G óra Chełmo położone są na południu województwa piotrkowskiego. Dw a z nich: Jasień i Kobiele Wielkie znajdują się w gminie Kobiele Wielkie, a rezerwat G óra Chełmo położony jest w gminie M asłowice. W fizycznogeograficznym podziale Polski K o n d r a c k i e g o (1978) wymienione rezerwaty zlokalizowane są w południowej części mezoregio- nu W zgórza Radomszczańskie (ryc. 1). Jednostka ta stanowi część składow ą m akroregionu Wyżyna Przedborska, położonego na północnym skraju podpro- wincji Wyżyny Środkowomałopolskiej wchodzącej w skład prowincji W yżyna M ałopolska, która leży w strefie geograficznej lasów mieszanych.
Ryc. 1. Położenie rezerwatów na południu Wzgórz Radomszczańskich
1 - rezerwaty; a - Jasień, h - Kobiele Wielkie, c - Góra Chełmo; 2 - lasy, 3 - granice prowincji fizycznogeograficznych, 4 - granice podprowincji fizycznogeograficznych, 5 - granice
makroregionów fizycznogeograficznych, 6 - granice mezoregionów fizycznogeograficznych Fig. 1. Location o f the reserves in the south region o f the Radomsko Hills 1 - reserves: a - Jasień, h - Kobiele Wielkie, c - Góra Chełmo; 2 - forests, 3 - limits of geographical provinces, 4 - limits o f geographical subprovinces, 5 - limits o f geographical
2. OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA WYBRANYCH ELEMENTÓW ŚRODOWISKA FIZYCZNOGEOGRAFICZNEGO WZGÓRZ RADOMSZCZAŃSKICH
2.1. Ukształtowanie powierzchni
Wzgórza Radomszczańskie rozciągają się prawie równoleżnikowo, między Przedborzem a Radom skiem. Są to liczne pagórki i wzgórza m orenowe oraz wychodnie skał mezozoicznych występujące spod osadów plejstoceóskich. Najwyższym wzniesieniem jest G óra Chełmo osiągająca 320,3 m n.p.m. i górująca nad przyległą wyżyną o około 45,0-75,0 m. Pozostałe wzniesienia nie przekraczają 260,0-275,0 m n.p.m. Towarzyszące wzniesieniom i wałom wyżynnym rozcięcia dolinne osiągają 209,0-220,0 m n.p.m . Silne rozczłon kowanie rzeźby oraz towarzyszące mu duże deniwelacje, rzędu 30,0-100,0 m wysokości względnej w polu 4 km 2, nadają W zgórzom Radom szczańskim cechy krajobrazu wyżynnego. Jest to szczególnie dobrze widoczne we wschodniej części opisywanego mezoregionu, gdzie wychodnie m ezozoiku tw orzą przedłużenie ku północy i północnemu zachodowi pasm a Przedbor- sko-M ałogoskiego G ór Świętokrzyskich. N atom iast ku południowi i północy, poza strefą wychodni mezozoiku, deniwelacje maleją. N a południu osiągają one do 20,0 m wysokości względnej w polu o powierzchni 4 km 2, a na północy nie przekraczają 12,0-15,0 m. Również w dolinach W arty i Pilicy oraz ich dopływów deniwelacje nie odbiegają od 3,0-6,0 m w polu 4 km 2.
2.2. Budowa geologiczna i geneza rzeźby
W zgórza Radom szczańskie rozwinęły się w obrębie strefy fałdowej, stanowiącej odgałęzienie wału kujawsko-pomorskiego ( D y l i k o w a 1973). M a tu miejsce tektoniczna dyslokacja na północnym przedpolu niecki włoszczowskiej, a G óra Chełmo jest elementem ciągu antyklinalnego p o wstałego wskutek silnych ruchów alpejskich ( P o ż a r y s k i 1974). Jest to obszar występowania na powierzchni skał mezozoicznych i czwartorzędowych. M ezozoik reprezentowany jest przez osady jurajskie i kredowe. U tw ory te wyłaniają się spod pokrywy utworów czwartorzędowych w okolicach Chełma, Dmenina, Smotryszewa i Zakrzewa Wielkiego ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978). Trzeciorzędowe procesy denudacyjne doprowadziły do usunięcia ze znacznych obszarów pokrywy osadów kredo wych ( B i e r n a t 1971, P o ż a r y s k i 1974). Czwartorzędowe zlodowacenia kontynentalne objęły dw ukrotnie swym zasięgiem opisywany obszar, pozo stawiając pokrywę osadów plejstoceńskich o zmiennej miąższości. Osady te
ulegały przeobrażeniom w w arunkach peryglacjalnych podczas młodszych zlodowaceń. Dom inują osady stadiału maksymalnego zlodowacenia środkowo- polskiego, kiedy lądolód skandynawski osiągnął okolice Koniecpola i Secemina, tj. około 25 km na południe od granicy mezoregionu W zgórz Radom szczańs kich ( L i n d n e r 1984, R ó ż y c k i 1972). W następnym stadiale zlodowacenia środkowopolskiego, tj. mazowiecko-podlaskim, tereny te znalazły się w strefie intensywnych procesów peryglacjalnych. U tworam i czwartorzędowymi, które dom inują na powierzchni, są piaski gliniaste, pyły i iły oraz gliny zwałowe. Pewne obszary zbudowane są z mułków, piasków i żwirów fluwioglacjalnych. W dolinach rzecznych występują holoceńskie osady aluwialne, torfy oraz piaski i piaski ze żwirami starszych teras. Część obszaru, szczególnie na południowym obrzeżeniu W zgórz Radom szczańskich, pokrywają utwory eoliczne, mułki i torfy ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978).
2.3. Warunki klimatyczne
W zgórza Radomszczańskie leżą w strefie klim atu um iarkowanego, śro dkowoeuropejskiego. W zmodyfikowanej klasyfikacji dzielnic rolniczo-kli- m atycznych Gumińskiego ( K o n d r a c k i 1978) obszar ten leży na południu dzielnicy łódzkiej. Term ika i opady regionu kształtują się przede wszystkim pod wpływem najczęściej zalegających tu m as powietrza polarnego i k o n tynentalnego. Średnia roczna tem peratura wynosi około 7,5°C. W lipcu średnia miesięczna tem peratura powietrza wynosi około 18°C, a w styczniu odpowiednio - 3 ° C . Są to najcieplejszy i najchłodniejszy miesiąc. Kształtowanie klim atu tego obszaru przez równoleżnikową cyrkulację m as powietrznych powoduje, że przeważają w lecie wiatry z NW i W, a z SW i W w zimie. Średnia roczna sum a opadów wynosi 600-650 mm, a opady w miesiącach letnich (czerwiec, lipiec, sierpień) przewyższają 2-3-krotnie opady zimowe (grudzień, styczeń, luty). Czas trw ania pokrywy śnieżnej wynosi 60-90 dni, a liczba dni m roźnych waha się od 30 do 50 dni rocznie {Atlas klimatu
Polski, D u b a n i e w i c z 1974, L e w i ń s k a 1978, Ł e m p i c k i 1980).
Pierwsze przymrozki jesienne występują w dniach 1-15 października, natomiast ostatnie wiosenne 25 kwietnia-30 maja. Średnia długość okresu wegetacyjnego wynosi 210-220 dni ( D u b a n i e w i c z 1974, Ł e m p i c k i 1980).
2.4. Stosunki wodne
W zgórza Radom szczańskie położone są na międzyrzeczu W arty i Pilicy. Przebiega przez nie dział wodny I rzędu między Wisłą i Odrą ( M a k s y m i u k
1979). W opisywanym fragmencie W zgórz Radom szczańskich, leżącym w dorzeczu W arty, średni odpływ jednostkowy wynosi 8,67 dcm 3/s k m 2 ( D u b a n i e w i c z , M a k s y m i u k , Z y c h 1971) i jest o około 66% większy niż średni dla Polski. W dorzeczu Pilicy średni odpływ jednostkow y jest mniejszy i wynosi 5,11 dcm 3/s - k m 2. W artość ta jest zbliżona do średniej dla obszaru Polski ( K l e c z k o w s k i , K o w a l s k i 1978). Działowi wodnemu towarzyszy po obu stronach strefa źródliskowa licznych dopływów głównych rzek opisywanego mezoregionu. Źródła związane są z wychodniami mezozoiku bądź z erozyjnie rozciętymi pagóram i i wzgórzami m orenowymi lub kemami ( M a k s y m i u k 1979). Zróżnicowana budowa geologiczna obszaru powoduje, że brak jest ciągłego zwierciadła czwartorzędowych wód podziem nych ( K o n a s i e w i c z , M a c h e r 1961). W strefie wychodni starszego podłoża występują wody o charakterze porowym, zalegające na poziomie 200,0-240,0 m n.p.m ., w utw orach kredowych lub jurajskich ( K l e c z k o w s k i 1978).
3. CHARAKTERYSTYKA I ZRÓŻNICOWANIE PRZESTRZENNE
WYBRANYCH KOMPONENTÓW EPIGEOSFERY W OBRĘBIE REZERWATÓW
3.1. Rezerwat cisowy Jasień
Rezerwat cisowy Jasień, o powierzchni około 18,3 ha ( L e ś n i e w s k i 1963), znajduje się w pobliżu południowej granicy województwa piotrkow skiego - na terenie kom pleksu leśnego, położonego na południow y zachód od Kobieli Wielkich. Granice rezerwatu określają następujące współrzędne geograficzne: 50°59’52” N i 51°00’06” N oraz 19°34’03” E i 19°34’35” E. Obszar ten znajduje się w obrębie równin rzecznych teras akumulacyjnych ( K r z e m i ń s k i 1974, S t a r k e l 1980).
Powierzchnia rezerwatu zaw arta jest między 227,3 m n.p.m . a 231,4 m n.p.m. (ryc. 2). Najwyżej położony jest południowy fragm ent rezerwatu, a najniżej jego północna część wzdłuż drogi Chrostow a-Jasień. Teren m a charakter równinny, lekko opadający ze wschodu i południa ku zachodowi i północnem u zachodowi. W zdłuż północno-wschodniej granicy rezerwatu znajdują się stawy hodowlane, ogroblone, w których zwierciadło wody zalega znacznie powyżej poziom u lasu. Płynący po zewnętrznej stronie stawów, wzdłuż granicy rezerwatu, strumień zbiera wody przesiąkające spod grobli i powoduje istotne zabagnienie tego fragm entu terenu. W ody spiywają do doliny Mękwy-Orzechówki, prawego dopływu Mękwy, a z nią do W arty
i 1° ° I2 I' • 'U Hltlll« 1 U
10 S i l E D « E5k]l3
e fiED? c a . a , O___ «00 m
Ryc. 2. Mapa litologiczno-morfologiczna rezerwatu Jasień
1 - piaski i żwiry wodnolodowcowe, piaski gliniaste wysoczyzn, 2 - piaski z domieszką żwirów terasy nadzalewowej warciańskiej, 3 - piaski, pyły i mułki terasy nadzalewowej bałtyckiej, 4 - piaski do 2 m terasy bałtyckiej na glinie zwałowej, 5 - piaski częściowo organiczne terasy zalewowej holoceńskiej, 6 - wydmy, 7 - pola piasków eolicznych, 8 - równiny torfowe i murszowo-torfowe, 9 - stoki wysoczyzn, 10 - niecki denudacyjne, 11 - zagłębienia
deflacyjne, 12 - lokalizacja wybranych sond geologicznych, 13 - granice rezerwatu Fig. 2. Lithologic-morphological map o f the Jasień Reserve
1 - sands and glacifluvial gravels, plateau loamy sands, 2 - sands with admixture o f gravels o f Warta stage upper terrace, 3 - sands, silt loam and silts o f Baltic upper terrace, 4 - sands to 2 m o f Baltic terrace on boulder clays, 5 - partial organic sands of Holocene flood plain terrace, 6 - dunes, 7 - fields of aeolian sands, 8 - peat and muck-peat plateau, 9 - slopes o f plateau, 10 - dellen, 11 - Blow-out, 12 - localization o f some geological soundings,
13 - limits o f the reserve
Dom inujące elementy rzeźby związane są ze zlodowaceniem środkow o- polskim i późniejszymi procesami erozji i akumulacji podczas zlodowacenia północnopolskiego oraz holocenu ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978, K r z e m i ń s k i 1974). W świetle obserwacji terenowych znalazł potwierdzenie pogląd K r z e m i ń s k i e g o (1974) o zazębianiu się n a tym obszarze dwóch teras rzecznych; warciańskiej - związanej z fazą kataglacjalną tego stadiału, oraz bałtyckiej - odpowiadającej zlodowaceniu północnopolskiem u (ryc. 2). Jest to odmienne ujęcie niż w pracy B i e r n a t a , H a i s i g a, L e w a n d o w s k i e g o i W i l a n o w s k i e g o (1978), gdzie cały obszar położony powyżej poziomu bałtyckiego zaliczono do piasków i żwirów wodnolodowcowych stadiału maksymalnego zlodowacenia środ- kowopolskiego. Kartowanie terenowe nie potwierdziło tak dużego uproszczenia budow y geologicznej tego obszaru. Nie znalazł również potw ierdzenia
pogląd Ł u n i e w s k i e g o (1947) o przemytych i spiaszczonych glinach zwałowych budujących opisywany obszar.
Z badań terenowych oraz analizy stosunków hipsometrycznych wynika, że południow y skraj rezerwatu leży na terasie warciańskiej, natom iast pozostały fragm ent związany jest z terasą bałtycką. Z a takim podziałem przem awia fakt zróżnicowania m ateriału budującego wymienione poziomy terasowe. Terasa warciańska zbudowana jest z piasków i żwirów, miejscami słabo wysortowanych i obtoczonych. Dom inują piaski średnie. Poziom wód gruntowych znajduje się tu na głębokości 2,5-4,0 m lub poniżej tej wartości. Przykładem reprezentującym styl budowy tej terasy jest zamieszczony poniżej profil sondy geologicznej.
Sonda nr 9 (ryc. 2)
0,00-0,15 m gleba piaszczysta, szara
0,15-0,30 m piasek średnioziamisty z domieszką pozostałych frakcji, obtoczony, błyszcząco- -matowy, ciemnożółtobrązowy
0,30-0,50 m piasek drobnoziarnisty z domieszką piasku gruboziarnistego, obtoczony, błyszczący, pojedyncze drobne żwirki, żółty
0,50-1,00 m piasek drobnoziarnisty, obtoczony, błyszczący, z przewarstwieniami piasku grubo ziarnistego i piasku pylastego, beżowy
1,00-3,30 m piasek średnioziamisty i gruboziarnisty z domieszką żwirków, błyszczący, obtoczony, żółty, od 2,8 m lekko wilgotny
3,30-4,00 m piasek drobny z domieszką średnio- i gruboziarnistego oraz z pojedynczymi żwirami o 0 do 1 cm, obtoczony, błyszczący, żółtobeżowy, wilgotny
Odmiennie przedstawia się budowa geologiczna terasy bałtyckiej. Prze ważają tu piaski drobnoziarniste i pyły, w wielu przypadkach przewarstwione m ułkam i zalegającymi na głębokości około 1,5 m , silnie naw odnione. W arstw a zbitego m ułku zalega prawdopodobniej na znacznym obszarze tej terasy, a stwierdzona w sondach nr 2-5 stanowi warstwę trudno przepusz czalną i jest jedną z przyczyn powodujących podm okłość tego obszaru. Reprezentatywne profile geologiczne tej terasy przestawiają się następująco: Sonda nr 3
0,00-0,50 m gleba piaszczysta z częściami organicznymi, czarna
0,50-0,80 m piasek drobnoziarnisty z pojedynczymi ziarnami piasków pozostałych frakcji, obtoczony, błyszczący, szary, wilgotny
0,80-1,20 m mulek zbity, brunatny, ślady procesów rudawienia 1,20-2,40 m piasek drobnoziarnisty, błyszczący, brunatnoszary
W dnie warstwa wody o miąższości 0,60 m
Sonda nr 5
0,00-0,20 m gleba próchniczna, czamoszara
0,20-0,35 m piasek drobnoziarnisty, obtoczony, błyszczący, szary
0,35-0,50 m piasek drobnoziarnisty z pojedynczymi ziarnami średnioziamistego, obtoczony, błyszczący, beżowoszary
0,50-0,60 m piasek drobnoziarnisty, warstwowany mułkiem brunatnobrązowym, zbitym, lekko wilgotnym
0,60-0,70 m piasek drobnoziarnisty, pojedyncze ziarna grubszych frakcji, obtoczony, błyszczący, brunatny
0,70—1,10 m piasek drobnoziarnisty, obtoczony, błyszczący, jasnobrązowy
1,10-1,20 m piasek drobnoziarnisty z pojedynczymi ziarnami wapiennymi (+H C 1), obtoczony, błyszczący, ciemnobeżowy, wilgotny
1,20-1,80 m piasek jak wyżej przewarstwiony mułkiem zbitym, brązowym z domieszką piasków gruboziarnistych, średnio obtoczonych, błyszcząco-matowy, silnie na wodniony
W dnie warstwa wody o miąższości 0,4 m
Opisane powyżej utwory czwartorzędowe przykrywają starsze podłoże zbudowane z piasków, rumoszy i glin zwietrzelinowych trzeciorzędu oraz opok, margli i gez kredy górnej ( H a i s i g , B i e r n a t 1978). Miąższość osadów czwartorzędowych jest zmienna i waha się w granicach 2-15 m. Najpłycej, na głębokości do 2 m, zalegają utwory kredowe w miejscowości Rędziny, położonej około 4 km na południowy wschód od rezerwatu. Rezerwat znajduje się na słabo nachylonym stoku podłoża mezozoicznego, które obniża się z północnego wschodu i wschodu ku zachodowi i połu dniowemu zachodowi. N a wschód i północ od rezerwatu zaznaczają się w budowie podłoża mezozoicznego liczne dyslokacje, będące odzwierciedleniem ruchów alpejskich ( H a i s i g , B i e r n a t 1978, P o ż a r y s k i 1974). Płytkie zaleganie utworów dolnego m astrychtu w bezpośrednim sąsiedztwie opisywa nego terenu znajduje swoje odbicie w składzie petrograficznym osadów terasowych (np. sonda nr 5).
Opisany powyżej charakter rzeźby i budowy geologicznej oraz an t ropogeniczne zmiany w środowisku abiotycznym powodują, że stosunki wodne rezerw atu i jego otoczenia uległy pewnem u skom plikow aniu. Współcześnie przez obszar rezerwatu przepływają, praw dopodobnie tylko w okresie wzmożonego zasilania, dwa strumienie. Jeden z nich jest częś ciowo rowem m elioracyjnym . Spostrzeżenie to jest odm ienne od uwag U r b a n e k (1960), a przyczyn tego należy upatrywać z jednej strony w pracach melioracyjnych, przeprowadzonych w kompleksie leśnym N ad leśnictw a G idle, a z drugiej - w zmniejszonych op ad ach w latach 1982—1984. O przyczynach zabagnienia północno-wschodniej części rezer watu napisano charakteryzując jego położenie. N a pozostałym obszarze poziom wodonośny zalega na głębokości 0,5-4,0 m. Obszary płytszego występowania wód podziemnych, głównie na terasie bałtyckiej, związane są z występowaniem zwartych m ułków, miejscami lekko ilastych. Stano wią one warstwę nieprzepuszczalną dla infiltrujących w głąb wód op ado wych. Pierwszy poziom wodonośny zalega tu na głębokości 0,5-2,0 m. Fragm ent rezerwatu położony wyżej, w obrębie terasy warciańskiej, m a poziom wodonośny na głębokości większej od 2,5 m. Obszary płytszego
występowania wód gruntowych na tej terasie związane są z zagłębieniami deflacyjnymi lub utworam i pyłowymi na powierzchni.
Według D u b a n i e w i c z a (1974), na podstawie wskaźnika agroklimatycz- nego H audego i Moesego, warunki wilgotnościowo-termiczne opisywanego obszaru m ożna uznać za bardzo korzystne. Należy jednak podkreślić, że charakterystyczną cechą m ikroklim atu obszarów zabagnionych jest wy stępowanie w okresie wegetacji niskich minimalnych tem peratur przygruntowej warstwy powietrza. Także nocne spadki tem peratury i towarzyszący im wzrost wilgotności względnej powietrza, związany ze stawami, sprzyjają częstemu powstawaniu mgieł ( R a d o m s k i 1977).
Przedstawiona powyżej charakterystyka składników abiotycznych środowi ska geograficznego znajduje swoje odzwierciedlenie w charakterze wy stępujących na tym obszarze gleb. Modyfikująca warunki naturalne ingerencja człowieka, głównie poprzez dodatkow e uwilgotnienie znacznych fragm entów rezerwatu lub zmianę naturalnego drzewostanu w bezpośrednim sąsiedztwie, wpłynęła na powstanie swoistej mozaiki gleb, z których część znajduje się w fazie przejściowej od jednego typu do drugiego (np. od gleb murszowych poprzez bielicowe m urszaste do bielicowych). Szczególnie wyraźne są te zmiany na wschód i północny wschód od rezerwatu. N a terenie rezerwatu dom inują gleby bagienne (ryc. 3). Powstanie tych gleb związane jest z w arun kami silnego uwilgotnienia. Są to przede wszystkim gleby torfow e torfowisk niskich. Przykładowy profil tego typu gleb przedstawia się następująco:
0,00-0,28 m gleba torfiasta, szczątki organiczne nierozłożone, brunatnoczarna 0,28-0,72 m torf mulisty, ciemnobrązowobrunatny, mokry, pH 6,5
0,72-1,50 m mułek i pyły drobne, miejscami z domieszką murszu, silnie wilgotne, ślady oglejenia na głębokości 0,92 m
q,50-1,80 m pył drobny, obtoczony, błyszczący, lekko ilasty, jasnoszary silnie nawodniony
W miejscach suchszych, gdzie poziom wód gruntowych znajduje się głębiej, występują gleby bielicowe torfiaste i m urszaste. Tam , gdzie poziom wód gruntowych zalega poniżej 1,5 m, występują bielice. Gleby te powstały na luźnych utworach aluwialnych. W otoczeniu rezerwatu m ożna zaobser wować pewną prawidłowość w występowaniu gleb. N a zachód od rezerwatu dom inują gleby murszowe i czarne ziemie, które towarzyszą zmeliorowanym terenom dolinek cieków wodnych. Jedynie w rejonie Chrostow y, znajdującej się na wododziale wspomnianych cieków, występują gleby brunatne wyługowa ne, wytworzone z piasków na glinach. Bezpośrednie sąsiedztwo rezerwatu od strony wschodniej stanowią obszary gleb torfowych torfowisk przejściowych i wysokich oraz gleby m urszow o-torfow e. Część z nich zw iązana jest z zagłębieniami śródwydmowymi na terasie warciańskiej lub strefą jej ko n tak tu z terasą bałtycką. N a pozostałych fragm entach terasy warciańskiej oraz przyległej wysoczyźnie dom inują bielice i gleby bielicowe.
Ryc. 3. Mapa gleb rezerwatu Jasień
1 - czarne ziemie zdegradowane, 2 - brunatne wyługowane, 3 - bielice, 4 - gleby bielicowe torfiaste i murszaste, 5 - gleby torfowe torfowisk niskich, 6 - gleby torfowe torfowisk przejściowych, 7 - gleby torfowe torfowisk wysokich, 8 - gleby murszowe, 9 - gleby
murszowo--torfowe, 10 - granice rezerwatu Fig. 3. Soils map of the Jasień Reserve
1 - degraded black soils, 2 - loached brown soils, 3 - podzol soils, 4 - peat and muck podzolic soils, 5 - peat soils o f lowmoor bogs, 6 - peat soils of transitory bogs, 7 - peat
soils o f high bogs, 8 - half bog soils, 9 - muck-peat soils, 10 - limits of the reserve
3.2. Rezerwat leśny Kobiele Wielkie
Rezerwat leśny Kobiele Wielkie, o powierzchni 63,87 ha, obejmuje fragment kompleksu leśnego rozpościerającego się na wschód od miejscowości K obiele Wielkie - siedziby gminy, w południowej części w ojewództwa piotrkowskiego. D okładne położenie geograficzne rezerwatu określają n a stępujące wartości współrzędnych geograficznych: 51°01’39” N i 51°02’14” N oraz 19°40’07” E i 19°39’08” E. Obszar ten położony jest w obrębie zdenudowanych form akumulacji lodowcowej i rzecznolodowcowej zlodowace nia środkowopolskiego.
Powierzchnia terenu rezerwatu charakteryzuje się stosunkow o niewielkim urozm aiceniem . Jest to teren lekko falisty o wysokościach zaw artych od 242,5m n.p.m. do 252,5 m n.p.m ., nachylony w kierunku wschodnim
[¡2 D . E S * •5 Im C Z E H n
Ryc. 4. Mapa litologiczno-geomorfologiczna rezerwatu Kobiele Wielkie
1 - piaski i żwiry form szczelinowej akumulacji lodowcowej, 2 - piaski z domieszką żwirów na glinie zwałowej, 3 - piaski gliniaste i gliny zwałowe wysoczyzny falistej, 4 - piaski glacifluwialne wysoczyzny równinnej, 5 - piaski i pyły (częściowo z detrytusem) misy źródłowej, 6 - piaski, pyły i mułki (miejscami eoliczne) obniżeń na wysoczyznach, 7 - doliny odwadniane współcześnie, 8 - niecki denudacyjne, 9 - zagłębienie bezodpływowe, 10 - lokalizacja wybranych
sond geologicznych, 11 - granice rezerwatu
Fig. 4. Lithologic-geomorphological map of the Kobiele Wielkie Reserve
1 - sands and gravels o f crevasse accumulation, 2 - sands and gravels mixed on the boulder clay, 3 - loamy sands and boulder clays o f undulated plateau, 4 - glacifluvial sands of upland plain, 5 - sands and silt loams (partially with detritus) o f source slack, 6 - sands, silt loams and silts (aeolian in places) o f slacks at the plateau, 7 - recent river valleys, 8 - dellen, 9 - hollow, 10 - localization of selected geological soundings, 11 - limits o f the
- ku dolinie Biestrzykówki oraz ku południowem u wschodowi, wzdłuż doliny Strugi (ryc. 4). Najwyżej położona jest część środkow a zachodniej granicy rezerwatu, najniżej zaś obszar południowy. Istotnym urozmaiceniem rzeźby są zarysowujące się na północnym zachodzie rezerwatu stoki formy szczelinowej akumulacji lodowcowej. Osiągają one nachylenie około 4°-5°. W południowej części rezerwatu urozmaiceniem rzeźby jest odcinek źródłowy doliny Strugi. Znacznie bardziej urozm aicona jest rzeźby bezpośredniego sąsiedztwa rezerwatu, gdzie - obok form lodowcowej akumulacji szczelinowej i równinnych wysoczyzn - zarysowują się wyraźne doliny rzeczne i niecki denudacyjne. Zasadnicze rysy rzeźby tego terenu uform ow ane zostały podczas stadiału maksymalnego zlodowacenia środkowopolskiego ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978, K l a t k a 1979). N a obszarze rezerwatu i w jego otoczeniu miąższość czwartorzędu wynosi 20-25 m.
Podłoże czwartorzędu budują tu kredowe opoki i m argle z glaukonitem oraz gezy kam panu (kreda górna). W południowo-zachodniej części, tuż za granicą rezerwatu, występują ponadto piaski, rumosze i gliny zwietrzelinowe paleogenu (trzeciorzęd). Są to utwory strefy granicznej między nieckami łódzką a włoszczowską wielkiego synklinorium szczecińsko-łódzko-mogileń- skiego ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978; H a i s i g , W i l a n o w s k i 1980). Obszar ten ujęty jest w liczne antykliny i synkliny powstałe w wyniku silnych alpejskich ruchów podnoszących, o zróżnicowanej składowej pionowej, a częściowo i poziomej. Rezerwat znajduje się na północno-wschodnim skraju antykliny Smotryszowa. Cechą jej jest stosunkowa płaskość w części osiowej oraz odsłonięcie na powierzchni
(około 6 km na północ od rezerwatu) skał jurajskich.
Bezpośrednio na skalach m ezozoiku zalegają osady czw artorzędow e reprezentow ane przez pyły, piaski, żwiry i gliny zwałowe ( B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i 1978, Ł u n i e w s k i 1947, P o ż a r y s k i 1974, Ś w i d z i ń s k i 1932). Brak szczegółowych opracow ań geologicznych i geomorfologicznych dla tego obszaru powoduje, że rozbieżne są klasyfikaq'e występujących tu form rzeźby i genezy utworów je budujących. B i e r n a t , H a i s i g , L e w a n d o w s k i , W i l a n o w s k i (1978) i H a i s i g , W i l a n o w s k i (1980) traktują formy wypukłe jako m oreny czołowe stadiału maksymalnego zlodowacenia środkowopolskiego. Urozmaicają one powierzch nię wysoczyznową, zbudowaną z piasków, żwirów i głazów lodowcowych tego zlodowacenia, któ ra przechodzi w rozległy poziom wysoczyznowy eluwiów glin zwałowych zlodowacenia północnopolskiego. Od południowego wschodu wymienieni autorzy wyróżniają podkrywę piasków i glin deluwialnych ostatniego zlodowacenia. Z kolei K l a t k a (1979) określa form y wypukłe jako efekt lodowcowej akumulacji szczelinowej podczas stadiału maksymalnego zlodowacenia środkowopolskiego. Leżą one na falistej wysoczyźnie morenowej,
zbudowanej z glin zwałowych i piasków gliniastych wymienionego uprzednio stadiału, pokrytej w wielu miejscach eolicznymi osadam i pylastymi (les- sopodobnym i) zlodowacenia północnopolskiego. N a przeglądowej m apie geomorfologicznej ( S t a r k e l 1980) formy wypukłe zaliczono do ozów, a wysoczyznę traktuje się jak o m orenow ą bądź akumulacji rzeczno-lodow- cowej, wiążąc ich powstanie ze zlodowaceniem środkowopolskim.
K artow anie terenowe wykazało pewne zróżnicowanie litologiczne utworów powierzchniowych. W obrębie rezerwatu dom inują piaski gliniaste różno- ziarniste, z pojedynczymi żwirami o średnicy 1-2 cm miejscami przykryte piaskami drobnymi, dość dobrze wysegregowanymi i obtoczonymi - częściowo pylaste. Ponadto w części rezerwatu utworem powierzchniowym są gliny pylaste, zbite, koloru szarego. Jedynie w północno-zachodniej części rezerwatu, obok jego granicy, występują piaski różnoziarniste z głazikami o średnicy do 4 cm, których miąższość przekracza 3,5 m. Podłożem ich są piaski gliniaste. Nieco odmienne wykształcenie utworów czwartorzędowych obserwuje się na wschód od granic rezerwatu, gdzie rozpościera się równinny poziom akumulacji osadów wodnolodowcowych. Budują go pyły obtoczone, w stropie eolizowane, zalegające na warstwowanych piaskach różnoziarnistych ze żwirami, dość dobrze obtoczonych i wysegregowanych. N a południu, w pobliżu granicy rezerwatu, uwidaczniają się piaski rzeczne, miejscami z drobnym detrytusem . Wyścielają one dno doliny Strugi.
Opis profili wybranych sond geologicznych (ryc. 4) Sonda nr 1
0,0-0,6 m piasek różnoziamisty, średnio obtoczony, jasnobrązowy
0,6-2,7 m piasek średnioziamisty z domieszką pozostałych frakcji, miejscami żwiry o średnicy do 4 cm, słabo obtoczony, rdzawy
2.7-3,8 m piasek różnoziamisty z otoczakami, średnio obtoczony, jasnobrązowy, lekko wilgotny 3.8-4,1 m piasek gliniasty, średnio obtoczony, brązowy
Sonda nr 2
0,0-0,2 m piasek pylasty, lekko zagliniony, szarobrunatny
0,2-2,8 m glina szara, pylasta, zbita, miejscami piaszczysta ( —HC1) 2.8-3,6 m glina silnie piaszczysta, szarobrązowa ( —HC1)
Sonda nr 3
0,0-0,2 m piasek gliniasty, żółtobrązowy
0,2-0,7 m piasek pylasty, zailony, z pojedynczymi żwirami o średnicy do 0,5 cm, dobrze obtoczony, żółty
0,7-4,0 m piasek różnoziamisty ze żwirami o średnicy do 5 cm, obtoczony, w spągu lekko wilgotny, beżowy
Sonda nr 5
0,00-0,35 m piasek pylasty z pojedynczymi otoczakami, szarobrązowy
0,35-2,1 m piasek różnoziamisty z przewagą miejscami średniego, wkładki żwirów o średnicy do 2 cm, średnio obtoczony, rdzawy
2.1-2,6 m piasek średni, warstwowany żwirem o średnicy do 1 cm, dość dobrze obtoczony, brązowoszary, lekko wilgotny
2,6-3,0 m piasek gliniasty, przechodzący w spągu w glinę piaszczystą ze żwirkami o średnicy do 0,5 cm, mokry
Sonda nr 7
0,0-0,3 m piasek pylasty, zagliniony, brązowy
0,3-1,2 m piasek drobny i średnio ziarnisty, obtoczony, ciemnożółty
1.2-3,0 m piasek gliniasty, miejscami warstwy piasku średniego i drobnoziarnistego, wilgotny, obtoczony, brązowy
Sonda nr 8
0,0-0,4 m piasek pylasty, dość dobrze obtoczony, ziarna eolizowane, brunatny
0,4-2,5 m piasek drobnoziarnisty, warstwowany pyłem gliniastym, pojedyncze ziarna piasków gruboziarnistych, szary, wilgotny
2,5-3,5 m piasek średnioziamisty z domieszką pozostałych, w spągu piasek gliniasty, mokry
W bezpośrednim sąsiedztwie rezerwatu, na północ i zachód od jego granic, przebiega dział wodny I rzędu między Wisłą i O drą ( M a k s y m i u k 1979). N a południe od rezerwatu znajduje się obszar źródłowy Strugi - lewobrzeżnego dopływu Pilicy. Wypływ wody podziem nej z naciętej warstwy wodonośnej m a charakter kilkupunktowych wycieków, położonych w obrębie misy w kształcie leja. Jest to powszechnie spotykany charakter wypływu wód podziemnych w obszarze W zgórz Radom szczańskich (M a - k s y m i u k 1979). C harakter rzeźby i budowa geologiczna obszaru rezerwatu powodują pewne urozmaicenie stosunków wodnych. Warstwy powierzchniowe zbudowane ze słabo przepuszczalnych piasków gliniastych i glin zwałowych charakteryzuje występowanie wód gruntowych i podm okłości typowych dla wierzchówek. Tam , gdzie dom inują utwory piaszczysto-żwirowe na glinach, wody zalegają głębiej: 3-5 m poniżej powierzchni terenu. Ogólne nachylenie terenu w kierunkach południowym i wschodnim powoduje, że w miejscach nacięć warstw wodonośnych, przez formy denudacyjno-erozyjne, obserwuje się wycieki wody. Po zorganizowaniu odpływu dają początek większym strum ieniom i rzeczkom (np. Struga, Biestrzykówka). W bezpośrednim sąsiedztwie rezerwatu, na wschód od jego granic, wody gruntowe zalegają poniżej 4 m. Uzyskany wywiad studzienny pozwala na stwierdzenie, że miąższość warstwy wodonośnej jest mniejsza od 5 m, a w oda zalega na głębokości 6,45 m. Uwzględniając powyższe uwagi i własne obserwacje terenowe, m ożna stwierdzić, że poziom wód gruntowych tych terenów znajduje się zwykle na głębokości 3-8 m na wysoczyźnie, a w dolinach cieków w oda występuje już na głębokości 0,5-1,0 m. Okresowe w ahania poziom u wód gruntowych wynoszą 0,5-2,0 m, a w dolinach rzek nie przekraczają 1,0 m. Potwierdzają to poczynione wcześniej obserwacje F a - g a s i e w i c z i S z t a m p k e (1960) oraz Ł e m p i c k i e g o (1980).
W arunki wilgotnościowo-termiczne obszaru, w powiązaniu z rodzajem gleb, m ożna w świetle wskaźnika agroklimatycznego H audego i M oesego ( D u b a n i e w i c z 1974) uznać za bardzo korzystne. Należy również podkreślić fakt, że dobow a i roczna am plituda tem peratur w lesie jest m niejsza niż na terenach bezleśnych, co czyni klim at lasu łagodniejszym w porów naniu z przestrzenią otw artą (B a c , R o j e k 1979).
S S n & E Z D s S . #. F i* i„ r 7 s ] »
Ryc. 5. Mapa gleb rezerwatu Kobiele Wielkie
1 - czarne ziemie zdegradowane, 2 - brunatne właściwe, 3 - brunatne wyługowane, 4 - brunat ne kwaśne, 5 - bielicowe, 6 - skrytobielicowe, 7 - murszowe, 8 - granice rezerwatu
Fig. 5. Soil map of the Kobiele Wielkie Reserve
1 - degraded black soils, 2 - brown soils, 3 - leached brown soils, 4 - acid brown soils, 5 - podzolic soils, 6 - brown podzolic soils, 7 - half bog soils, 8 - limits o f the reserve
Odzwierciedleniem budowy geologicznej, rzeźby stosunków wodnych, w arunków klimatycznych i roślinności są gleby. W opisywanym obszarze
gleby rozwinęły się na utw orach luźnych, genetycznie związanych z działal nością lądolodu i warunków peryglacjalnych plejstocenu oraz modyfikujących wpływów holocenu. Szczegółowe rozmieszczenie gleb rezerwatu i jego okolic przedstaw iono na mapie (ryc. 5). W obrębie rezerwatu dom inuje typ gleb brunatnych zróżnicowanych na dwa podtypy: brunatne właściwe i brunatne kwaśne. Gleby brunatne właściwe prezentuje poniższy profil przytoczony za Z r o b k i e m (1971):
0,04 m próchnica typu mul butwinowy, czarna
0,12 m poziom próchniczny, piasek gliniasty mocny, świeży, brunatny 0,55 m piasek gliniasty mocny, brunatny
2.00 m glina lekka silnie spiaszczona, brunatnożółta ze smugami piasku słabo gliniastego
Opisany powyżej podtyp gleby występuje w kompleksie wśród gleb brunatnych kwaśnych i wyługowanych. Utrzym anie tego podtypu gleby jest w dużym stopniu uzależnione od drzewostanu. W prowadzenie m onokultury gatunków iglastych w krótkim czasie prowadzi do ewolucji w kierunku gleb bielicowych ( U g g l a 1965). Zatem występujące w bezpośrednim sąsiedztwie rezerwatu gleby skrytobielicowe są być może odzwierciedleniem tego procesu. Dominujące w rezerwacie i jego okolicach gleby brunatne kwaśne wytworzyły się na piaskach gliniastych i glinach zwałowych. Przykładowy profil takiej gleby według Z r o b k a (1971) wygląda następująco:
0,04 m próchnica typu mul butwinowy, słabo rozłożony, czarny z wtrąceniami brunatnymi 0,10 m poziom próchniczny wytworzony z piasku gliniastego mocnego, czamoszary
0,50 m piasek gliniasty mocny, pylasty z warstwami piasku gliniastego lekkiego i rdzawymi plamami, brunatnoszarożółty
2.00 m glina lekka silnie spiaszczona, brunatnoszara, miejscami rdzawobrunatna, na głębokości 150 m ślady oglejenia
Gleby brunatne kwaśne są zatem zbliżone budową m orfologiczną do gleb brunatnych właściwych, a ich cechą podstaw ową jest zakwaszenie całego profilu glebowego. Są to gleby mezotroficzne, dość zasobne w składniki pokarmowe, dobre siedliska dla buka, dębu, świerka, jodły i innych gatunków. W bonitacji gleb pod lasami m ożna je zaliczyć do I -II klasy i stanowiących bardzo dobre siedlisko lasu świeżego i lasu mieszanego ( U g g l a 1965).
3.3. Rezerwat archeologiczno-Ieśny Góra Chełmo
Rezerwat częściowy G ó ra Chełmo o powierzchni 41,44 ha ( Z r o b e k 1968) położony jest około 20 km na wschód od Radom ska. Położenie granicznych punktów rezerwatu określają następujące współrzędne geograficz ne: 51°03’35” N i 51°03’53” N oraz 19°44’20” E i 19°45’20” E. Pod
względem geomorfologicznym G ó ra Chełmo jest ostańcem denudacyjnym, położonym wśród niższych wyżyn z resztkami zrównań. Od południowego wschodu graniczą z nimi garby o rzeźbie uwarunkowanej starszym podłożem, z pokryw ą złożoną z resztek osadów zlodowacenia środkowopolskiego. Od południowego zachodu towarzyszą działy wyżynne na najmniej odpornych skałach. Rezerwat znajduje się na wzgórzu zbudowanym ze skał mezozoicznych ( S t a r k e l 1980).
Pow ierzchnia rezerw atu charakteryzuje się znacznym urozm aiceniem rzeźby. Jest to wzgórze o wysokości 320,3 m n.p.m. górujące nad zaw artą między 245,0 m n.p.m. a 275 m n.p.m. wyżyną. Rezerwat obejmuje obszar położony na wysokości 258,0-320,3 m n.p.m. - stanowi to 62,3 m wysokości względnej w polu około 0,42 km 2. Najwyżej położona jest część centralna rezerwatu, a najniżej jego wschodnia granica, wzdłuż drogi Zagorze-Chełm o (ryc. 6). Zbocza Góry Chełmo wykazują zróżnicowany charakter. W części szczytowej, zamkniętej poziomicą 315 m n.p.m ., średnie nachylenie stoków w kierunku południowym, wschodnim i zachodnim wynosi około 2°-3°. Odmienny charakter m a stok północny, którem u poeksploatacyjne wyrobiska skał mezozoicznych nadają postać urwisk. Łagodniejsze nachylenie zboczy zachowane jest w kierunku zachodnim i południowo-zachodnim oraz w pew nym stopniu południowym. W tym ostatnim przypadku jedynie do około 300 m n.p.m. Zbocza wschodnie i północne są zdecydowanie bardziej strom e i osiągają nachylenia 10°—12°. l a k i sam spadek charakteryzuje położoną poniżej 300 m n.p.m. część zbocza południowego i południo wo-wschodniego. Odmienny wygląd m a zbocze w kierunku północno-za chodnim poniżej strefy starych wyrobisk. N a przestrzeni 25-40 m spadek wynosi początkowo 12 m , by potem zmienić się na około 13,5 m na przestrzeni 100-120 m. Cechą charakterystyczną południowego i zachodniego stoku oraz podnóża Góry Chełmo są liczne, współcześnie eksploatow ane, kam ieniołom y skał mezozoicznych. Stanowią one dodatkow e i istotne zróżnicowanie rzeźby terenu bezpośrednio przylegającego do rezerwatu. Innym elementem antropogenicznym, wyraźnie zaznaczającym się w krajobrazie G óry Chełmo, są wały obronne i fosa średniowiecznego grodziska ( K a m i ń s k a 1958, O l a c z e k 1972).
Opisywany obszar leży w strefie tektonicznej dyslokacji na północnym przedpolu niecki włoszczowskiej. G óra Chełmo jest elementem ciągu anty- klinalnego Kamieńsk-Chełm wchodzącego w skład północno-wschodniej części elewacji radomszczańskiej ( P o ż a r y s k i 1974). Elewacja radom sz czańska powstała wskutek silnych ruchów alpejskich, o przewadze kierunków wertykalnych, na północ od niecki włoszczowskiej, w obrębie synklinorium szczecińsko-łódzko-mogileńskiego. Efektem tego jest występowanie licznych antyklin i synklin ( B i e r n a t 1971, P o ż a r y s k i 1974). W antyklinie Chełma, generalnie przebiegającej wzdłuż linii N W -SE , odsłaniają się na
gleby rozwinęły się na utw orach luźnych, genetycznie związanych z działal nością lądolodu i warunków peryglacjalnych plejstocenu oraz modyfikujących wpływów holocenu. Szczegółowe rozmieszczenie gleb rezerwatu i jego okolic przedstaw iono na mapie (ryc. 5). W obrębie rezerwatu dom inuje typ gleb brunatnych zróżnicowanych na dwa podtypy: brunatne właściwe i brunatne kwaśne. Gleby brunatne właściwe prezentuje poniższy profil przytoczony za Z r o b k i e m (1971):
0,04 m próchnica typu mul butwinowy, czarna
0,12 m poziom próchniczny, piasek gliniasty mocny, świeży, brunatny 0,55 m piasek gliniasty mocny, brunatny
2.00 m glina lekka silnie spiaszczona, brunatnożółta ze smugami piasku słabo gliniastego
Opisany powyżej podtyp gleby występuje w kompleksie wśród gleb brunatnych kwaśnych i wyługowanych. Utrzym anie tego podtypu gleby jest w dużym stopniu uzależnione od drzewostanu. W prowadzenie m onokultury gatunków iglastych w krótkim czasie prowadzi do ewolucji w kierunku gleb bielicowych ( U g g l a 1965). Zatem występujące w bezpośrednim sąsiedztwie rezerwatu gleby skrytobielicowe są być może odzwierciedleniem tego procesu. Dominujące w rezerwacie i jego okolicach gleby brunatne kwaśne wytworzyły się na piaskach gliniastych i glinach zwałowych. Przykładowy profil takiej gleby według Z r o b k a (1971) wygląda następująco:
0,04 m próchnica typu mul butwinowy, słabo rozłożony, czarny z wtrąceniami brunatnymi 0,10 m poziom próchniczny wytworzony z piasku gliniastego mocnego, czamoszary
0,50 m piasek gliniasty mocny, pylasty z warstwami piasku gliniastego lekkiego i rdzawymi plamami, brunatnoszarożółty
2.00 m glina lekka silnie spiaszczona, brunatnoszara, miejscami rdzawobrunatna, na głębokości 150 m ślady oglejenia
Gleby brunatne kwaśne są zatem zbliżone budow ą m orfologiczną do gleb brunatnych właściwych, a ich cechą podstawową jest zakwaszenie całego profilu glebowego. Są to gleby mezotroficzne, dość zasobne w składniki pokarmowe, dobre siedliska dla buka, dębu, świerka, jodły i innych gatunków. W bonitacji gleb pod lasami m ożna je zaliczyć do I -II klasy i stanowiących bardzo dobre siedlisko lasu świeżego i lasu mieszanego ( U g g l a 1965).
3.3. Rezerwat archeologiczno-leśny Góra Chełmo
Rezerwat częściowy G óra Chełmo o powierzchni 41,44 ha ( Z r o b e k 1968) położony jest około 20 km na wschód od Radom ska. Położenie granicznych punktów rezerwatu określają następujące współrzędne geograficz ne: 51°03’35” N i 51°03’53” N oraz 19°44’20” E i 19°45’20” E. Pod
względem geomorfologicznym G ó ra Chełmo jest ostańcem denudacyjnym, położonym wśród niższych wyżyn z resztkami zrów nań. Od południowego wschodu graniczą z nimi garby o rzeźbie uwarunkowanej starszym podłożem, z pokrywą złożoną z resztek osadów zlodowacenia środkowopolskiego. Od południowego zachodu towarzyszą działy wyżynne na najmniej odpornych skałach. Rezerwat znajduje się na wzgórzu zbudowanym ze skał mezozoicznych ( S t a r k e l 1980).
Pow ierzchnia rezerw atu charakteryzuje się znacznym urozm aiceniem rzeźby. Jest to wzgórze o wysokości 320,3 m n.p.m. górujące nad zaw artą między 245,0 m n.p.m. a 275 m n.p.m. wyżyną. Rezerwat obejmuje obszar położony na wysokości 258,0-320,3 m n.p.m. - stanowi to 62,3 m wysokości względnej w polu około 0,42 km 2. Najwyżej położona jest część centralna rezerwatu, a najniżej jego wschodnia granica, wzdłuż drogi Zagórze-Chełm o (ryc. 6). Zbocza Góry Chełmo wykazują zróżnicowany charakter. W części szczytowej, zamkniętej poziomicą 315 m n.p.m ., średnie nachylenie stoków w kierunku południowym, wschodnim i zachodnim wynosi około 2°-3°. Odmienny charakter m a stok północny, którem u poeksploatacyjne wyrobiska skał mezozoicznych nadają postać urwisk. Łagodniejsze nachylenie zboczy zachowane jest w kierunku zachodnim i południowo-zachodnim oraz w pew nym stopniu południowym. W tym ostatnim przypadku jedynie do około 300 m n.p.m. Zbocza wschodnie i północne są zdecydowanie bardziej strom e i osiągają nachylenia 10°-12°. Taki sam spadek charakteryzuje położoną poniżej 300 m n.p.m. część zbocza południowego i południo wo-wschodniego. Odmienny wygląd m a zbocze w kierunku północno-za- chodnim poniżej strefy starych wyrobisk. N a przestrzeni 25-40 m spadek wynosi początkowo 12 m , by potem zmienić się na około 13,5 m na przestrzeni 100-120 m . Cechą charakterystyczną południowego i zachodniego stoku oraz podnóża Góry Chełmo są liczne, współcześnie eksploatowane, kam ieniołom y skał mezozoicznych. Stanow ią one dodatkow e i istotne zróżnicowanie rzeźby terenu bezpośrednio przylegającego do rezerwatu. Innym elementem antropogenicznym, wyraźnie zaznaczającym się w krajobrazie G óry Chełmo, są wały obronne i fosa średniowiecznego grodziska ( K a m i ń s k a 1958, O l a c z e k 1972).
Opisywany obszar leży w strefie tektonicznej dyslokacji na północnym przedpolu niecki włoszczowskiej. G óra Chełmo jest elementem ciągu anty- klinalnego Kamieńsk-Chełm wchodzącego w skład północno-wschodniej części elewacji radomszczańskiej ( P o ż a r y s k i 1974). Elewacja radom sz czańska powstała wskutek silnych ruchów alpejskich, o przewadze kierunków wertykalnych, na północ od niecki włoszczowskiej, w obrębie synklinorium szczecińsko-łódzko-mogileńskiego. Efektem tego jest występowanie licznych antyklin i synklin ( B i e r n a t 1971, P o ż a r y s k i 1974). W antyklinie Chełma, generalnie przebiegającej wzdłuż linii N W -SE , odsłaniają się na
PO R C h e łm o
C U , D ^ 3 E S , E 3 s E Z L c s .
I " " " " " ' l a l~ Im 1 lii 1 * 5 li ? l > ^ \ ] i 3 ®_____________ ____ i ? ° m
Ryc. 6. Mapa geomorfologiczna rezerwatu Góra Chelmo
1 - wierzchołek, 2 - garb wyżynny uwarunkowany starszym podłożem mezozoiku, 3 - stoki, 4 - stoki o nachyleniu 3°-6°, 5 - stoki o nachyleniu ponad 6°, 6 - spłaszczenia stokowe z utworami pokrywowymi, 7 - równiny glacifluwialne, 8 - niecki denudacyjne, 9 - urwiska, 10 - kamieniołomy, 11 - wały grodziska, 12 - lokalizacja wybranych sond geologicznych,
13 - granice rezerwatu
Fig. 6. Geomorphological map o f the Góra Chełmo Reserve
1 - hill copping, 2 - upland hummock caused with Mesozoic bedrocks, 3 - slopes, 4 - slopes with declivity 3°-6°, 5 - declivity more 6°, 6 - flat slopes with mantle rocks, 7 - glacifluvial plain, 8 - dellen, 9 - scars, 10 - qurries, 11 - ramparts o f early mediaeval castle, 12 - lo
calization o f some geological soundings, 13 - limits o f the reserve
powierzchni utwory jurajskie i kredowe ( K u t e k 1968, P o ż a r y s k i 1974). Charakter budowy antykliny, a w szczególności stosunkowo płaska powierzch nia w części osiowej, zbliżona do formy kuferkowej, pozwala zaliczyć ją do plakantyklin. W obrębie warstw dolnomezozoicznych występuje inwersja stru k tu raln a, której efektem jest synklina. Strefa inwersji najwyraźniej zaznacza się pod południowo-zachodnim skrzydłem antykliny ( P o ż a r y s k i 1974). Również silnie zdyslokowane są poszczególne warstwy, które w części osiowej antykliny Chełma w skałach jurajskich osiągają nachylenia 8°-10°
( P o ż a r y s k i 1974), a na wychodniach 22°-30° ( Ł u n i e w s k i 1947) oraz 10°-12° ( K u t e k 1968). Po północno-wschodniej stronie antykliny Chełm a występuje na jej skrzydle uskok odwrócony, którego am plituda dochodzi do kilkuset m etrów. Płaszczyzna uskokowa jest nachylona ku południowem u zachodowi ( P o ż a r y s k i 1974). Bardziej skom plikow ana sytuacja panuje w skrzydle południowo-zachodnim . W ystępują tu wielkie wgłębne uskoki, z którymi związana jest widoczna na powierzchni fleksura południow o- -zachodniego skrzydła antykliny Chełma ( P o ż a r y s k i 1974).
Przedstawiony powyżej charakter budowy podłoża mezozoicznego znajduje swoje odzwierciedlenie w dzisiejszej rzeźbie tego obszaru. W efekcie trzecio rzędowych procesów denudacyjnych nastąpiło usunięcie pokrywy osadów kredowych ze znacznych powierzchni, wyniesionych rucham i laramijskimi ( B i e r n a t 1971, P o ż a r y s k i 1974).
C zw artorzędow e zlodow acenia kontynentalne objęły swym zasięgiem dw ukrotnie opisywany obszar - podczas zlodowacenia południowopolskiego i w stadiale maksymalnym (odry) zlodowacenia środkowopolskiego. Szczególnie ostatni pobyt lądolodu pozostawił na wychodniach skał mezozoicznych pokrywę osadów plejstoceńskich. Uległy one przeobrażeniom w w arunkach peryglacjalnych podczas młodszych zlodowaceń, a także poddaw ane są holoceńskim procesom morfogenetycznym. W stadiale m aksym alnym zlodo wacenia środkowopolskiego lądolód skandynawski sięgnął po okolice Koniec pola i Secemina, tj. około 30 km na południe od G óry Chełmo, sięgając tam do 290,0-270,0 m n.p.m . ( L i n d n e r 1984). Oznacza to, że praw dopodobnie p artia szczytowa Góry Chełmo stanowiła nunatak poddaw any intensywnemu niszczeniu. Nasuwanie się lodowej m asy z NW ( L i n d n e r 1984), początkowo zapewne zgodnie z sugestią R ó ż y c k i e g o (1972), spowodowało złagodzenie i wyrównanie przez lądolód zboczy o wystawie N W , W i SW. Zanik lądolodu, mający charakter etapowy, spowodow ał powstanie kilku poziomów akumulacyjnych na spłaszczeniach stokowych. Powstanie ich należy przypuszczalnie wiązać z sytuacją, gdy oscylujący lądolód wypełniał obniżenia dolinne, a wyżej położone powierzchnie były wolne od lodu. Zarysow ana na wschodzie równina jest terasą kem ową z tego okresu ( K w a p i s z 1983).
Podczas następnego stadiału zlodowacenia środkowopolskiego opisywany obszar znalazł się w strefie intensywnych procesów peryglacjalnych. Pow stają wówczas utwory pokrywowe. W ykonane kartowanie geologiczne pozwala na uproszczony szkic litologiczno-geologiczny (ryc. 7). Miąższość osadów pokrywających wychodnie starszego podłoża w osi antykliny Chełma jest niewielka. N a obszarze zbudowanym z piaskowców albu, w obrębie wzgórza miąższość osadów młodszych nie przekracza 1 m. Są to przede wszystkim pyły i piaski gliniaste. N a południe od wzgórza dom inują pyły podścielone piaskam i średnioziarnistym i. W tym przypadku m iąższość osadów
po-POR Chcftno
Ryc. 7. Mapa lilologiczno-geologiczna rezerwatu Góra Chełmo
1 - wapienie płytowe Jkm, 2 - piaskowce żelaziste Cr^, 3 - pyły ilaste na wapieniach J(.m, 4 - pyty na wapieniach Jkm, 5 - piaski i piaski gliniaste na wapieniach (Crc.5t-?), 6 - gliny pylaste na wapieniach Jkm, 7 - pyły na piaskowcach Cr„|, 8 - piaski gliniaste i gliny na skałach Cr^ i C r ^ , 9 - pyły na piaskach, 10 - mułki ilaste (pyły ilaste), 11 - piaski gliniaste na piaskach, 12 - piaski i pyły na glinach, 13 - granice rezerwatu, Jkm - jura górna
(kimeryd), Cr„j - kreda dolna (alb), Cro.st - kreda górna (cenoman/santon) Fig. 7. Lithologic-geological map o f the Góra Chełmo Reserve
1 - plate limestones J^m, 2 - ferric sandstones Craj, 3 - silt loams on limestones J^m, 4 - very fine sands on limestones Jkm, S - sands and loamy sands on limestones (Cr,>st-?), 6 - clay loam on limestones J^m, 7 - very fine sands on sandstones Cr^, 8 - loamy sands and loams on rocks Cr„] i Crc.5t, 9 - very fine sands on sands, 10 - silt loams, 11 - loamy sands on sands, 12 - sands and very fine sands on loams, 13 - limits o f the reserve, - Upper Jurassic (Oxford), Cr„| - Lower Cretaceous (Alb), C r ^ - Upper Cretaceous (Cenoman/Santon)
krywających wynosi około 1,5 m. W m iarę oddalania się od osi antykliny - zarówno na wschód, jak i na zachód - dom inują piaski gliniaste, pyły i iły zalegające na piaskach drobnych i średnich bądź w wyraźnych obniżeniach dolinnych na glinach. Odmienny charakter m a strefa północna, gdzie na powierzchni pod pokrywą glebową występują skały mezozoiczne. Złożoność budowy geologicznej obrazują zamieszczone poniżej przykładowe profile sond geologicznych.
Sonda nr 1 (ryc. 6)
0,0-0,1 m piasek lekko gliniasty z domieszką pyłu, brunatny 0,1-0,7 m pył jasnobrązowożółty
0,7-1,5 m piasek drobnoziarnisty z pojedynczymi ziarnami gruboziarnistego, słabo obtoczony, matowy, ciemnożółty, poniżej 1,3 m warstwowany piaskiem drobnym, wapnistym ( —HC1), w dnie lita skała
Sonda nr 9
0,00-0,15 m glina jasnobrunatna, pylasta (+H C1)
0,15-0,35 m glina z rumoszem wapiennym (+H C1), brunatna, w dnie wapień
Sonda nr 8
0,00-0,20 m piasek gliniasty, pylasty, brunatny
0,20-0,55 m piasek pylasty, różnoziamisty, jasnobrązowy, matowy (słabo reaguje z HCL) 0,55-0,95 m glina pylasta, jasnobrązowa (+HC1), w spągu skała
Sonda nr 14
0,0-0,2 m piasek gliniasty, brunatny
0,2-0,8 m glina piaszczysta, jasnobrązowa ( —HC1), w spągu skała
Obszar rezerwatu jest pozbawiony wód powierzchniowych. Nie stwierdzono ich występowania podczas kartow ania terenowego. K o n a s i e w i c z i M a c h e r (1961) uznają ten teren za pozbawiony wód czwartorzędowych. W ody podziemne, o charakterze porowym, występują na poziomie 200,0-240,0 m n.p.m . w utw orach kredow ych lub jurajsk ich ( K l e c z k o w s k i 1978, K w a p i s z 1983). Przez środek rezerwatu, z SE na NW , przebiega powierz chniowy dział wodny trzeciego rzędu. Rozgranicza on zlewnię cieku, płynącego wzdłuż zachodniego i południowo-zachodniego obrzeżenia G óry Chełmo, od zlewni Pilicy na odcinku od dopływu z Woli M alowanej po wodowskaz Przedbórz (Podział hydrograficzny Polski 1980).
W arunki klim atyczne rezerw atu są nieco odm ienne od powszechnie panujących w dzielnicy łódzkiej, wyróżnionej przez Gum ińskiego ( K o n d r a c k i 1978). Dotyczy to w szczególności opadów, które D u b a n i e w i c z (1974) określa na 650 mm rocznie, tj. o 50 mm więcej niż w bezpośrednim otoczeniu. Ponadto w terenie urzeźbionym nachylenie i ekspozycja zboczy determ inują wielkość otrzymywanej energii słonecznej i opadów. Decyduje to w odrębnych w arunkach m ikroklimatycznych panujących nierzadko obok siebie i na niewielkich powierzchniach. Najwięcej energii słonecznej otrzym ują zbocza południowe, mniej zachodnie i wschodnie, a najmniej północne. W Polsce, ze względu na przewagę wiatrów z sektora zachodniego, strefa najwyższych opadów obejmuje zbocza zachodnie (dowietrzne) i najniższą część (podnóże), pagórów. Mniejsze opady m ają miejsce na zboczu połu dniowym i północnym, a najmniejsze na szczycie wzniesienia i zboczu wschodnim (zawietrznym). Opisany powyżej strefowy m ikroklim at dotyczy
wzgórz względnie symetrycznych i nie zasłoniętych przez sąsiednie wzniesienia, a takim jest właśnie G óra Chełmo ( R a d o m s k i 1977).
Ryc. 8. Mapa gleb rezerwatu Góra Chelmo
1 - rędziny brunatne, 2 - czarne ziemie, 3 - czarne ziemie zdegradowane, 4 - brunatne właściwe, 5 - brunatne wyługowane, 6 - brunatne kwaśne, 7 - bielicowe, 8 - granice rezerwatu
Fig. 8. Soil map o f the Góra Chełmo Reserve
1 - brown rendzina, 2 - black soils, 3 - degraded black soils, 4 - typical brown soils, 5 - leached brown soils, 6 - acid brown soils, 7 - podzolic soils, 8 - limits o f the reserve
Odzwierciedleniem warunków geologicznych, klimatycznych i szaty roślinnej są gleby. W obrębie rezerwatu są to gleby brunatne właściwe i brunatne kwaśne ( Z r o b e k 1968). Wykształciły się one na zalegających w podłożu piaskach gliniastych podścielonych skalistymi zwietrzelinami skał mezozoicz- nych. W południowym otoczeniu rezerwatu dom inują gleby brunatne wy ługowane na pyłach i piaskach pokrywających około 1,0-1,5-m etrow ą warstwą skały starszego podłoża (ryc. 8). N a spłaszczeniach stokowych w niektórych nieckach denudacyjnych występują gleby bielicowe wykształcone z piasków i glin. Znacznie bardziej urozmaicony jest charakter gleb obszarów na północ od rezerwatu. Z wychodniami skał jurajskich związane są rędziny brunatne skaliste. W głębszych rozcięciach powierzchni mezozoicznej, gdzie
zwietrzelina i utwory pokrywowe osiągają miąższości 1,0-1,5 m, występują gleby brunatne właściwe. We wschodniej części, u podnóża stoku, dom inują czarne ziemie wytworzone z pyłów bądź czarne ziemie zdegradowane na pyłach ilastych i iłach pokrywających skały mezozoiczne.
4. CHARAKTERYSTYKA WYRÓŻNIONYCH TYPÓW GEOKOMPLEKSÓW JAKO ODZWIERCIEDLENIE WARUNKÓW SIEDLISKOWYCH
ZESPOŁÓW ROŚLINNYCH
K ażdy z opisanych rezerwatów posiada specyficzne, właściwe tylko sobie typy geokompleksów.
W rezerwacie Jasień m ożna wyróżnić dwa typy geokompleksów dolinnych: równin teras nadzalewowych rzecznych z namułami i równin teras nad- zalewowych rzecznych. Pierwszy z wymienionych typów związany jest z płytkim zaleganiem wód gruntowych oraz podmokłościami wywołanymi działalnością człowieka. Zalegające w podłożu m ułki, pyły i piaski są nasiąkliwe, a jednocześnie warstwa m ułku jest trudno przepuszczalna i unie możliwia infiltrację wody w głąb terasy. Są to wody powierzchniowe bardzo silnie reagujące na zmiany pogody. W opisywanym typie geokompleksów dom inują gleby torfowe torfowisk niskich, stanowiące dobre siedlisko dla olsu ( U r b a n e k 1960). Drugi typ geokompleksu tu występujący jest związany z wodami zalegającymi głębiej, o zwierciadle swobodnym i zasilaniu zarów no z wód opadowych, jak i z dopływów od zboczy. Występujące w podłożu piaski i żwiry charakteryzuje dobra nasiąkliwość i przepuszczalność, a dominującym typem gleb są gleby bielicowe torfiaste i m urszaste. Jest to zespół korzystnych w arunków dla rozwoju łęgu jesionowo-olszowego ( U r b a n e k 1960).
Rezerwat G óra Chełmo położony jest w obrębie jednego typu geokom pleksu wzgórz ostańcowych, zbudowanych ze skał starszego podłoża. Brak wód powierzchniowych i bardzo głębokie zaleganie wód podziem nych powoduje, że mimo pewnego zróżnicowania w arunków litologicznych na powierzchni, a polegającego na przykryciu miejscami litych skał niewielkiej miąższości warstwą glin i pyłów, m ożna cały obszar rezerwatu uznać za jednorodny na rozpatrywanym szczeblu typologii. Zarów no pokrywy gliniaste
i same wapienie oraz piaskowce żelaziste są słabo przepuszczalne, ale cechuje je dość duża nasiąkliwość. Zasobne w składniki odżywcze skały podłoża pozwoliły na wykształcenie się gleb brunatnych. Tam gdzie bezpo średnio w podłożu zalegają piaskowce żelaziste albu dom inują gleby brunatne kwaśne, a na pozostałym obszarze gleby brunatne właściwe. M ożna zatem mówić o wytępowaniu w obrębie rezerwatu dwóch odm ian opisanego typu
geokom pleksu: wzgórz ostańcowych ze skałami litymi na powierzchni i wzgórz ostańcowych z pokrywą gliniastą niewielkiej miąższości na skałach litych. W opisanych warunkach naturalnych odm iany geokompleksu są dobrym siedliskiem dla grądu i boru mieszanego ( O l a c z e k 1972).
¡233 a
■
‘?o™
Ryc. 9. Mapa typów geokompleksów rezerwatu Kobiele Wielkie
Geokompleksy: 1 - wzgórz piaszczysto-żwirowych lodowcowej akumulacji szczelinowej, 2 - rów nin gliniastych z pokrywą piasków wodnolodowcowych, 3 - równin gliniastych falistych, 4 - równin wodnolodowcowych, 5 - den dolinnych z piaskami i pyłami humusowymi, 6 - stoków piaszczysto-żwirowych, 7 - stoków gliniasto-piaszczystych; 8 - granice rezerwatu
Fig. 9. Map of geocomplex types o f the Kobiele Wielkie Reserve
Geocomplexes of: 1 - sand-gavel hills o f crevasse accumulation, 2 - loamy plains with glacifluvial sand sheet, 3 - undulated loamy plains, 4 - glacifluvial plains, 5 - river valley bottoms with fine sands and humus, 6 - sand-gravel slopes, 7 - loam-sand slopes; 8 - limits
Największą różnorodność geokompleksów m ożna zaobserwować w reze rwacie Kobiele Wielkie. Zróżnicowanie hipsometryczne i litologiczne o b szaru znalazło swoje odzwierciedlenie w siedmiu typach geokompleksów, jakie tu występują (ryc. 9). Cztery z nich należą do kategorii wysoczyz- nowych, dwa do stokowych i jeden do dolinnych. Geokom pleksy wysoczyz- nowe różnicowane są nie tylko topograficznie i litologicznie, ale również w arunkam i wodnym i. W geokompleksie wzgórz piaszczysto-żwirowych poziom wód gruntowych zalega głęboko, tworząc siedlisko suchsze, a d o m inują gleby skrytobielicowe. Typ równin gliniastych z pokryw ą piaszczys- to-żw irow ą m a poziom zalegania wód gruntow ych płytszy, a warstw ę nieprzepuszczalną stanow i w arstw a glin. W ystępują tu gleby bru natne właściwe i kwaśne. Z kolei w obrębie geokom pleksu rów nin falistych gliniastych powszechnie występują wody gruntowe i podm okłości typowe dla wierzchówek. Spowodowane jest to nieprzepuszczalnością glin i dużą ich nasiąkliw ością. Niewielki skraw ek rezerw atu stanow i geokom pleks równin z pokryw ą piasków wodnolodowcowych. Jest to obszar głębokiego zalegania wód gruntow ych. Piaski i żwiry zalegające w podłożu tego geokompleksu są bardzo dobrze przepuszczalne, a zwierciadło wody p o d ziemnej swobodne. D om inują gleby brunatne wyługowane.
Geokompleksy stokowe zajmują położenie pośrednie pomiędzy wzgórzami piaszczyto-żwirowymi a wysoczyzną falistą, oraz w spom nianą wysoczyzną a dnem dolinnym. W obrębie stoków piaszczysto-żwirowych poziom zalegania wod gruntowych jest głęboki, a wytępujące gleby należą do brunatnych kwaśnych. Odmiennie wygląda sytuacja w geokompleksie stoków gliniastych z pokrywą piaszczystą. W ody gruntowe zalegają płycej, a gleby należą do brunatnych właściwych. Niewielki fragm ent rezerwatu zajmuje typ geokom pleksu den dolinnych z piaskami humusowymi. W ody zalegają tu płytko i pojaw iają się na powierzchni punktow o w miejscach nacięć warstwy wodonośnej na przyległych stokach. W miejscach wilgotniejszych występują gleby brunatne właściwe, a w suchszych skrytobielicowe. Opisane powyżej typy geokompleksów rezerwatu Kobiele Wielkie są odpowiednim siedliskiem dla buka, dębu, świerka, jodły i innych gatunków. Tym samym są tu bardzo dobre warunki dla zbiorowisk lasu mieszanego i świeżego (F a g a - s i e w i c z , S z t a m p k e 1960).
5. PIŚMIENNICTWO
Atlas klimatyczny Polski. 1971, PPWK, Warszawa.
B a c , S., R o j e k , M. 1979. Meteorologia i klimatologia. PWN, Warszawa: 135-136. B i e r n a t , S. 1971. Budowa geologiczna i ukształtowanie podłoża kenozoiku w rejonie Bełchatowa.
